Океанология, 2022, T. 62, № 2, стр. 289-300

ВВЕДЕНИЕ

Рифтогенное происхождение Желтого моря, примыкающего к восточной окраине Азии, признается большинством исследователей [30, 31, 34, 37, 43]. Вместе с тем, многие из них [31, 34, 51] диагностируют здесь сдвиги разного направления внутри и на обрамлении Желтого моря. Сдвиги органично сочетаются с хорошо изученной зоной растяжения–сдвига Танлу и, также как Танлу, сопровождаются линейными минимумами скорости сейсмических волн в среднем слое земной коры [47]. Характерным признаком сдвига с амплитудой порядка 500 км является смещение складчатого пояса Кванлян (Qianliyan) (или Суяо-Линжин [34] (Sujiao Linjin) у южного побережья полуострова Шантунь относительно близкого по составу и деформациям пояса Кунлинь-Даби (Qinling–Dabie) по разлому Танлу [31, 35, 38]. Столь же резко смещается в северо-восточном направлении русло реки Янцзы [21]. В соответствии с этим, территория к югу от пояса Кванлян относится к плите Янцзы, а к северу от него – к Северо-Китайскому кратону [23, 31, 33, 46]. Ширина пояса (пограничной зоны, или сутуры), разделяющего Северо-Китайский кратон и плиту Янцы в Желтом море, различна по представлениям разных исследователей. Б. Лей с коллегами [31] рисуют узкий (шириной менее 60 км) пояс (коллизионный ороген) на южном шельфе полуострова Шантунь, а С. Чой с коллегами [18] – широкую (не менее 300 км в поперечнике) промежуточную зону того же простирания.

Представления о строении и тектонической природе фундамента осадочных толщ в Желтом море тоже не являются однозначными и, по мнению Я. Ниу и Ж. Танга [37], составить точную модель происхождения и эволюции тектоносферы Желтого моря (континентальный рифтогенез или океанический спрединг?) в настоящее время невозможно. С одной стороны, допалеозойские метаморфические комплексы, складчатые и разрывные структуры, сопровождаемые магнитными аномалиями СВ простирания в земной коре Северо-Китайского кратона и плиты Янцзы, продолжаются в Желтом море [18, 22, 23, 26, 28] и далее – на территории Корейского полуострова, хотя распределения скорости сейсмических волн под Корейским полуостровом и Желтым морем резко отличаются [23]. С другой стороны, здесь существуют поперечные северо-западные, субширотные и субмеридиональные разломы [19, 22, 31, 37, 44, 46] и проявлена мультистадийность тектонических процессов [35, 46]. Предполагаются [44] два периода субмеридионального сжатия с субширотным растяжением (135–52 и 23–0.8 млн лет) и два периода субширотного сжатия с субмеридиональным растяжением (52–23 и после 0.8 млн лет). Такая геодинамика обусловлена сосуществованием на одной территории двух главных тектонических процессов: конвергенцией плиты Янцзы с Северо-Азиатским кратоном и Тихоокеанской плиты – с восточной окраиной Азии [31, 46].

Большая группа исследователей [16, 50, 52] связывает строение восточной окраины Северо-Азиатского кратона и происхождение Желтого моря с субдукционными процессами на восточной окраине Азии, но взаимоотношения субдукционных процессов с рифтогенными остаются плохо изученными. Предполагается [34, 37, 52], что субдукционная пластина (океанический слэб) пододвигается под Северо-Китайский кратон и, соответственно – под Желтое море со стороны Тихого океана, однако под Желтым морем литосфера и астеносфера залегают горизонтально [33, 36].

Еще одна особенность (экзотичность) строения земной коры Желтого моря состоит в том, что, в отличие от других окраинных морей в переходной зоне от Азиатского континента к Тихому океану, оно характеризуется неглубоким залеганием дна (60–70 м) [26] и отсутствием морских осадков [30], что, на первый взгляд, вызывает предположение о затопленной окраине континента. Однако, сокращение мощности земной коры до 26–29 км [23, 33] и увеличение мощности ее нижнего мафического слоя по отношению к верхнекоровому [27] свидетельствуют о значительной переработке (“декратонизации” [52]) окраинноморской коры глубинными процессами.

Сложность строения и неопределенность происхождения земной коры Желтого моря вызывают необходимость привлечения новых методов ее исследования, одним из которых может быть 3D моделирование реологических неоднородностей тектоносферы по распределениям плотностной контрастности [8, 11, 40–42]. Целью этой статьи является сопоставление распределений плотностных неоднородностей в земной коре и подкоровой мантии с геологическими структурами, геофизическими аномалиями и скоростными характеристиками тектоносферы Желтого моря.

ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ТЕКТОНОСФЕРЫ ЖЕЛТОГО МОРЯ

Мелководное Желтое море располагается в области сочленения трех литосферных сегментов: Северо-Китайского кратона, плиты Янцзы и Тихоокеанской плиты, что определяет сложное строение, происхождение и эволюцию залегающих в его основании тектонических структур. Северная часть моря относится к Северо-Китайскому кратону [28], а южная – к подводному продолжению плиты Янцзы [23, 33]. Северная половина желтоморского региона и Корейский полуостров сложены древними (AR–PR) метаморфическими комплексами, частично перекрытыми палеозойско-мезозойским чехлом и кайнозойскими осадочными бассейнами (рис. 1). Строение южной половины менее изучено, но считается, что она является подводным продолжением плиты Янцзы.

Рис. 1.

Тектоническая схема желтоморского региона по [2, 18, 30, 31, 51]: 1 – AR–PR фундамент; 2 – PZ–MZ чехол; 3–4 – наложенные впадины: мезозойские (3) и кайнозойские (4); 5 – осадочные бассейны Желтого моря; 6–7 – разломы (6), в том числе сдвиги (7). Наименования разломов: 1 – Танлу (Tanlu), 2 – Джиасянь или Джиашан (Jiaxiang or Jiashan-Xiangshui), 3 – Западно-Корейский окраинный (West Korean Marginal), 4 – Яньнан (Jiangnan), 5 –Чангли-Нан (Changle-Nan) или Чейчжу (Cheju). Обозначения структур на врезке [2, 33]: кратоны: САК – Северо-Азиатский, СКК – Северо-Китайский; складчатые пояса: МО – Монголо-Охотский, ЦАСП – Центрально-Азиатский; Я – плита Янцзы, КА – Катазиатский блок; окраинные моря: ЯМ – Японское, ЖМ – Желтое, ЮКМ – Южно-Китайское.

Разрывная тектоника представлена СВ и субмеридиональными разломами с выраженной сдвиговой составляющей [19, 30, 31, 34, 51]. В южной части Желтого моря проявлены субширотные разломы (рис. 1). В Желтом море располагаются три крупных осадочных бассейна, южный из которых является подводным продолжением континентальной впадины Субей. Мощность осадочных отложений во впадинах достигает 6–8 км [19, 30, 34], а вертикальная протяженность разуплотнений, сопровождаемых понижением скорости сейсмических волн во впадинах, составляет 10 и более км [34]. Бассейны разделяются антиклинальными структурами разного порядка [31], которые отождествляют с поднятиями (uplifts) или складчатыми поясами (folded belts). Одна из таких структур: Кванлян (или Суяо-Линжин [34]) располагается на границе Северо-Китайского кратона и плиты Янцзы (рис. 1). На основании сходства состава и степени метаморфизма пород с поясом Кунлинь-Даби предполагается [31], что структура Кванлян является перемещенным фрагментом пояса Кунлинь-Даби по разлому Танлу. Это служит главным аргументом в пользу отнесения южной половины Желтого моря к плите Янцзы.

Мощность земной коры в Желтом море составляет 29–30 км [23], по другим данным [19, 33] она сокращена до 26–27 км, а литосферы – до 65–70 км [45] и даже до 60 км [33]. В сейсмотомографических моделях [24] в северной части Желтого моря регистрируется понижение скорости сейсмических волн на глубине 15 км, а в южной – на глубине 50 км. На глубине 110 км области пониженных скоростей сливаются и продолжаются в мантии до глубины 200 км. Эти данные согласуются с небольшой мощностью литосферы Желтого моря.

Скоростные характеристики тектоносферы Желтого моря, таким образом, не отличаются от характеристик глубоководных окраинных морей на востоке Азии [6, 12, 17], но небольшая глубина дна Желтого моря (60–70 м), отсутствие широкомасштабных позднемезозойских и кайнозойских вулканических проявлений и морских осадочных отложений, остается необъяснимыми с точки зрения возможной спрединговой природы Желтого моря. Такая несовместимость привела некоторых исследователей к предположению, что сокращение литосферы на территории современного Желтого моря произошло задолго до его образования (до мезозойско-кайнозойского рифтогенеза) и столкновения Северо-Азиатского кратона с плитой Янцзы и оно является результатом глубинной переработки литосферы под влиянием мантийного поднятия [47], либо имеет отношение к древней плите Родинии в процессе присоединения ее к Южно-Китайскому блоку [27].

Гравитационные и магнитные аномалии определено указывают на продолжение структур Северо-Китайского кратона под акваторией Желтого моря и далее – на территории Корейского полуострова [19, 22, 26], хотя наблюдаются смещения осей этих аномалий, обусловленные субмеридиональными и северо-западными сдвигами. Это находит подтверждение в распределении особых точек плотностных и магнитных неоднородностей, вычисленных с помощью преобразования Эйлера [18].

В заключение приведенных данных можно констатировать, что основной причиной образования Желтого моря и особенностью строения его тектоносферы является растяжение (рифтогенез), сопряженное со сдвигами. По структурному положению, времени образования (27 млн лет назад) и происхождению Желтое море близко к Японскому морю [37], однако в Желтом море отсутствуют прямые признаки субдукции Тихоокеанской плиты, что отличает его и от других морей западной окраины Тихого океана.

ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В качестве основы модельных построений использован мировой каталог гравиметрических данных [29], содержащий цифровой массив значений аномалий Буге по сети 0.42′ × 0.42′ на территории Желтого моря и прилегающих районов континента. На широтных профилях, пересекающих гравиметрическую карту через 0.5°, с шагом 5 км были построены графики аномалий Буге, по которым рассчитаны глубины залегания источников квази-симметричных аномалий и плотностная контрастность (μ_z-параметр) на отрезках между центрами плотностных неоднородностей и поверхностями эквивалентных сфер, на которые выметались, по Пуанкаре [20], аномальные массы этих источников.

Реализованный подход к интерпретации гравитационных аномалий относится к классу вероятностно-детерминистских [1, 11] и он представляет собой построение вероятных распределений плотностных неоднородностей компактного типа, локализуемых решениями математически однозначных обратных задач. Идеологически и конструктивно он аналогичен процедуре деконволюции Эйлера [49] и другим методам особых точек [11], но отличается от них переменными размерами расчетного окна, настраиваемыми на ширину локальных гравитационных возмущений и измерением их амплитуд. Это позволяет исследовать вещественные свойства плотностных неоднородностей. Результаты моделирования отображаются погоризонтными срезами μ_z(х, y) и вертикальными разрезами μ_z(х, z) 3D модели μ_z(х, y, z).

Подробнее методика и технология расчетов описаны в предшествующих работах [8, 39‒41]. Математическое обоснование метода приведено в работе [10].

Точный физический смысл μ_z-параметра, характеризующего вещественные свойства геологического пространства, можно определить как поверхностную плотность сферы, эквивалентной объемному источнику и нормированную по глубине залегания центра масс. Более простое геофизическое определение – “плотностная контрастность”.

Опыт реализации этого метода в 10 районах Дальнего Востока России, Западной Сибири, Австралии, Северо-Западе США, Восточном Китае и окраинных морях на Востоке Азии [8, 9, 11, 40–42] показывает, что плотностная контрастность геологических сред, описываемая μ_z-параметром, является индикатором их реологического состояния. Высоким и повышенным значениям µ_z-параметра соответствуют древние жесткие метаморфические блоки кратонов и террейны кратонного типа, а низким и пониженным значениям – зоны дробления и трещиноватости, аккреционные призмы и турбидитовые террейны, а также зоны флюидно-гидротермальной проработки в разломах и апикальных частях структур центрального типа разного ранга. В верхней мантии высоким значениям µ_z-параметра соответствует нижний жесткий слой литосферы, а его низкие значения регистрируются в подкоровом вязком слое и астеносфере. В разрезах тектоносферы низкие значения µ_z-параметра повсеместно совпадают с зонами пониженных скоростей сейсмических волн и удельных электрических сопротивлений [8, 9, 39‒41]. Те же закономерности мы увидим ниже при тектоническом анализе результатов моделирования.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Плотностная контрастность верхнего слоя земной коры соответствует расположению кратонных блоков. В срезе на глубине 5 км (рис. 2а) интенсивным максимумом μ_z-параметра сопровождается Корейский полуостров, а в срезе на глубине 10 км (рис. 2б) – полуострова Шантунь, Ляодунь и древние метаморфические блоки на северо-западе желтоморского региона. Линейным зонам минимумов μ_z-параметра соответствуют зоны растяжения – сдвига Танлу и Джиасянь (рис. 1). В этих же срезах проявлены отрезки зон растяжения субмеридионального и северо-западного направлений, которые имеют подчиненное расположение по отношению к северо-восточным, т.е. северо-восточные являются более молодыми по отношению к растяжениям других направлений. Это вполне соответствует последовательности проявления двух этапов тектогенеза на восточной окраине Азии: конвергенции Индийской плиты с Евроазиатской на раннем этапе и конвергенции Тихоокеанской плиты с Евразией – на более позднем. В более узком пространстве первому этапу соответствует коллизия плиты Янцзы с Северо-Азиатским кратоном.

Рис. 2.

Распределения плотностной контрастности в интервалах глубин 6–10 (а) и 11–15 (б) км с разрезами µ_z-модели (в). 1 – изолинии плотностной контрастности (1 ед. = 10^–2 кг/м²/км); 2 – оси зон растяжения; 3 – жесткие слои в разрезах. Другие обозначения на рис. 1.

Из сравнения рис. 2а и 2б следует предположение, что метаморфические комплексы Корейского полуострова смещены в восточном направлении по детачменту на глубине 10–15 км, приуроченному к границе гранитно-метаморфического и нижнего мафического (океанического) слоев, что находит подтверждение в векторах современных перемещений полуострова [14]. По этим же данным, на широте 37° регистрируется зона растяжения Джиасянь, простирающаяся под Корейский полуостров со стороны Северо-Китайского кратона (рис. 2б). В сейсмотомографической модели [47], как будет показано позже (рис. 5а), высокоскоростная подкоровая мантия (основание Корейского полуострова) аналогичным образом смещена к западу от полуострова.

Реология земной коры Корейского полуострова типична для кратонных блоков Восточной Азии и Австралии [8, 11, 39‒42]: верхний и нижний жесткие кристаллические слои (максимумы плотностной контрастности) разделены слоем пониженной вязкости – минимумом плотностной контрастности (рис. 2в). Наклонное положение верхнекорового слоя под полуостровом может быть связано с дорифтовой (позднемеловой) субдукцией Тихоокеанской плиты. Аналогичные признаки дорифтовой субдукции проявлены и в Японском море на границе с Сихотэ-Алинем [42].

Впадина Гунсан расположена в узле пересечения трех зон растяжения (рис. 2б) и характеризуется низкими значениями плотностной контрастности до глубины 25 км (рис. 2в), что предполагает разрыв гранитно-метаморфического слоя – типичный признак рифтогенных структур [9, 41]. В разрезе 5-5 (рис. 2в) меридиональная зона растяжения занимает наклонное положение и по этой зоне полуостров Шантунь был сорван с нижнего слоя земной коры и перемещен в восточном направлении.

Нижний литосферный (рис. 3а) и подлитосферный (рис. 3б) срезы μ_z-модели согласуются с сейсмическими моделями тектоносферы Желтого моря [19, 33], которые предполагают здесь сокращение земной коры до 26–27 км, а литосферы – до 60 км. Жесткий слой в основании разрезов (рис. 3в) залегает горизонтально, с незначительным наклоном на запад и, по мнению некоторых исследователей [36, 52], представляет собой океанический клин, пододвинутый со стороны Тихого океана под восточную окраину континента. Наша модель (рис. 3в) согласуется с сейсмическими моделями [33, 36, 52], горизонтальное положение нижней литосферы в которых объясняется стагнацией (обрезанием, переплавлением?) субдуцирующего слэба Тихоокеанской плиты. Западный край нижнего слоя литосферы под Северо-Китайским кратоном имеет более выраженную форму клина, погружающегося под континент [48], а в районе нижнего течения р. Янцзы петрологические исследования диоритов и адакитов [21] обнаружили признаки переплавления (деплетизации) океанического слэба.

Рис. 3.

Распределения плотностной контрастности в интервалах глубин 36–55 (а) и 45–65 (б) км с разрезами µ_z-модели (в). 1 – изолинии плотностной контрастности (1 ед. = 10^–2 кг/м²/км); 2 – жесткие слои в разрезах; 3 – подкоровый вязкий слой; 4 – дорифтовые контуры Ляодунского и Корейского полуостровов; 5 – главная зона растяжения в верхней мантии.

В районе Ляодунь-Шантуньского перешейка нижняя литосфера выгнута по направлению к поверхности (разрез 4-4 на рис. 3в), что может быть вызвано кайнозойскими циклами компрессии [44], либо – существованием мантийной структуры центрального типа, подобной таким же структурам в Охотском [12, 25] и Японском [42] морях.

Нижний литосферный клин подстилается астеносферой и ее верхний горизонтальный срез иллюстрирует рис. 3б. Этот срез ясно показывает рифтогенную природу Желтого моря, ограниченного сдвигами Танлу на западе и Западно-Корейским – на востоке. Эти сдвиги образуют сдвиговый дуплекс, внутри которого образуются зоны растяжения и разломы других направлений, а в центре – структура центрального типа, выраженная изометричным минимумом плотностной контрастности (рис. 3б). Внутри дуплекса поперечные деформации фундамента (поднятия, прогибы) и разломы, как это обычно бывает, ориентированы под углом к оси дуплекса [31, 35].

Подкоровая мантия континентального побережья Желтого моря и Корейский полуостров характеризуются повышением плотностной контрастности, а территория Желтого моря – широким минимумом. В южных районах моря распределению гравитационных реологических неоднородностей в литосферно-астеносферном диапазоне глубин (45–65 км) соответствует распределение скоростей поперечных сейсмических волн в сейсмотомографических моделях [33, 47]. В разрезе по широте 32° с.ш. скорость сейсмических волн под Желтым морем понижена (рис. 4в) и это понижение продолжается в мантии до глубины 180 км. Гравитационные аномалии (рис. 4а) не обнаруживают локальных источников ниже глубины 65 км, однако понижению скорости сейсмических волн в интервале глубин 60–120 км соответствует уменьшение плотностной контрастности ниже глубины 50 км до значений (<15 ед.), обычных для астеносферы [8, 40‒42]. Сравнение литосферной гравитационной реологической модели (рис. 4б) со скоростной моделью подстилающей мантии (рис. 4в) дает основание предположить, что структура центрального типа возможного плюмового происхождения, читаемая в распределениях µ_z-параметра (рис. 3б), находится в начальной фазе своего развития и в настоящее время не оказала существенного влияния на экранирующий литосферный клин. Однако глобальные мантийные процессы растяжения, обеспечивающие условия для проникновения мантийных струй в верхние горизонты тектоносферы, телескопировали процессы растяжения–сдвига в земной коре.

Рис. 4.

Гравитационная аномалия Буге (а), распределения плотностной контрастности (б) и скорости поперечных сейсмических волн (в) [33] в разрезе по широте 32° с.ш.

Косвенным признаком структуры центрального типа в подкоровой мантии является концентрическое распределение локальных аномалий скорости (рис. 5а) и распределение векторов анизотропии продольных сейсмических волн (рис. 5б). Как известно [5], скорость распространения сейсмическиих волн зависит от направления их распространения и в анизотропных средах векторы сейсмической анизотропии отражают строение и динамическое состояние геологических сред. В верхней мантии анизотропия сейсмических волн может быть обусловлена согласованной ориентировкой анизотропных кристаллов оливина в условиях ползучести и перекристаллизации [5]. Авторы [47] приводимой схемы анизотропии сейсмических волн (рис. 5б) сделали вывод, что различная ориентировка векторов анизотропии верхней мантии в западных (Северо-Китайский кратон) и восточных (Корейский полуостров) районах желтоморского региона обусловлена различным составом и динамическими характеристиками сред, т.е. нижняя (мантийная) литосфера кратона не продолжается под Корейским полуостровом. Однако они [47] не обратили внимание на концентрическое распределение векторов анизотропии (рис. 5б), которое можно разглядеть и в распределениях скорости продольных сейсмических волн (рис. 5а). В нашей модели (рис. 3в) литосфера кратона продолжается под Корейским полуостровом, но под Желтым морем утончается и смещается по вертикали (разрез 4-4 на рис. 3в).

Рис. 5.

Скорость продольных сейсмических волн (км с^–1) (а), и распределение векторов анизотропии скорости (б) в подкоровой мантии желтоморского региона [47]: 1–3 – модули и ориентация векторов анизотропии сейсмических волн с расхождением скорости на 3 (1), 2 (2) и 1% (3); 4 – вероятные контуры структур центрального типа; 5 – зона растяжения в верхней мантии.

На всей восточной окраине Азии рифтогенные процессы имеют длительную историю в интервале 1–138 млн лет [3, 4, 7, 15, 32, 42], в которой различают постсубдукционные, спрединговые (с присутствием MORP-петрохимических ассоциаций), доплюмовые и постплюмовые циклы рифтогенеза. Из рис. 5б следует, что структура центрального типа в Желтом море нарушена более поздней зоной растяжения. Максимальные значения модуля анизотропии сейсмических волн наблюдаются на границах структур центрального типа, а в кратонных областях они минимальны. Линейный минимум анизотропии в верхней мантии на оси главной структуры растяжения обусловлен изотропностью астеносферного слоя, подстилающего зону растяжения (сокращения мощности) литосферы.

Сдвиги Танлу и Западно-Корейский (рис. 3б) образуют сдвиговый дуплекс, внутри которого поперечные деформации фундамента (поднятия, прогибы) и разломы ориентированы под углом к оси дуплекса [31, 35]. Впадины тоже ориентированы под углом к оси главной зоны растяжения (рис. 1). Это типичная черта сдвиговых дуплексов и структур типа пулл-апарт и она похожим образом проявлена в соседнем Японском море [42]. В центрах сдвиговых дуплексов нередко формируются структуры центрального типа, иногда с вращением тектонических масс [13, 25, 42]. Такое распределение сохраняется и в среднем слое земной коры (на глубине 20 км), однако в этом срезе максимумами скорости яснее проявлены кратонные блоки Ляодунского и Шантунского полуостровов [47], что примерно соответствует распределениям плотностной контрастности в слое 11–15 км (рис. 2б).

Корейский полуостров расслоен и перемещен относительно своего мантийного основания и поэтому неодинаково отображается в разных срезах μ_z-модели (рис. 2‒3) и распределениях скорости сейсмических волн (рис. 5). Распределение плотностной контрастности в подкоровой мантии (рис. 3) показывает, что подкоровый вязкий слой (рис. 3а) и нижняя литосфера (рис. 3б) окраины континента выдержаны на всем ее простирании, т.е. представляют собой целостную структуру. Корейский же полуостров в разных срезах μ_z-модели (рис. 3а, 3б) сопровождается как максимумами, так и минимумами μ_z-параметра. Это подтверждает общепризнанный вывод, что полуостров был оторван от континента в результате рифтогенных процессов, и зона растяжения заполнилась водами Тихого океана. Дорифтовое положение западной границы Корейского полуострова показано на рис. 3а. Таким же образом на северо-восток сместился Ляодунский полуостров. В первом случае роль сместителя выполнял разлом Джиасянь, а во втором – Танлу. Разломы Джиасянь и Танлу образуют дуплекс второго порядка (рис. 1) и внутри него тоже располагается структура центрального типа меньших размеров (рис. 5б).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Вероятностные гравитационные модели, основывающиеся на однозначных, в математическом смысле, решениях обратных задач, детализировали и дополнили имеющиеся геолого-геофизические данные о глубинном геологическом строении желтоморского региона. Основные черты гравитационных моделей нашли подтверждение в тектонических и сейсмических моделях этого региона, что доказывает применимость и высокую эффективность реализованного подхода к интерпретации гравитационных аномалий. Вместе с тем, полученные модели позволяют увидеть особенности проявления рифтогенных процессов в разных диапазонах геологического пространства и открывают новые черты глубинного строения региона:

1. Как и на всей территории Восточной Азии [8, 11, 39, 40, 42] и Австралии [41], реологический разрез тектоносферы Желтого моря состоит из двух жестких (кристаллическая кора и нижний слой литосферы) и двух вязких (подкоровый слой и астеносфера) слоев. В кратонных блоках (Северо-Китайский кратон и Корейский полуостров) кристаллическая кора расслоена на гранитно-метамофический (в интервале глубин 0–10 км) и нижнекоровый (15–25 км). Земная кора Желтого моря раздроблена и разуплотнена (рис. 3в).

2. Линейными зонами минимумов плотностной контрастности в земной коре и подкоровой мантии картируются зоны растяжения Танлу, Западно-Корейская и Джиасянь.

3. Континентальная зона Танлу занимает одинаковое положение во всех срезах μ_z-модели, а зоны растяжения в Желтом море изменяют простирание в разных диапазонах геологического пространства, что обусловлено сдвиговыми процессами в земной коре.

4. Сдвиги образуют Танлу-Джиасяньский и Джиасянь-Западно-Корейский дуплексы растяжения, внутри которых формировались поперечные структуры в рельефе фундамента осадочных отложений [31] и структуры центрального типа. В первом дуплексе произошел отрыв Ляодунского полуострова от Северо-Китайского кратона, а во втором – отрыв Корейского полуострова от плиты Янцзы. Скорость и амплитуда растяжения в Джиасянь-Западно-Корейском дуплексе были в два раза больше, чем в Танлу-Джиасяньском. Зоны растяжения слабо наклонены в западном направлении (рис. 2в).

5. Под Корейским полуостровом установлены признаки погружения верхнего слоя земной коры под акваторию Желтого моря, что может иметь отношение к дорифтовой (меловой или более ранней) субдукции Тихоокеанской плиты, признаки которой установлены в Японском море [42]. Другое объяснение может быть найдено при анализе рифтогенных процессов растяжения, в которых кажущееся погружение обусловлено сдвигом верхнего слоя земной коры, проявленным в распределениях μ_z-параметра (рис. 2б) и скорости сейсмических волн на глубине 20 км [47].

6. Признаками структур центрального типа (СЦТ) в верхней мантии являются изометричные минимумы плотностной контрастности (рис. 3б) и дуговое расположение векторов анизотропии сейсмических волн (рис. 5б). Структуры растяжения являются более поздними по отношению к СЦТ.

7. Сопоставление распределений плотностной контрастности и скорости поперечных сейсмических волн (рис. 4) дает основание предполагать существование СЦТ в верхней мантии в интервале глубин 45–180 км. Однако эта структура, будучи экранирована нижним литосферным слоем, не проявлена в земной коре и литосферной мантии Желтого моря, хотя подкоровый вязкий слой иногда принимает антиклинальную форму (разрез 4-4 на рис. 3).

8. Образование мелководного Желтого моря обусловлено коровыми процессами растяжения–сдвига, которые проявились в форме сдвиговых дуплексов.

Источники финансирования. Работа выполнена в соответствии с темой научных исследований, утвержденной государственным заданием Министерства науки и высшего образования: “Изучение геологического строения и моделирование глубинных структур земной коры и верхней мантии Восточной Азии и оценка современного состояния и динамики геосистем (2021–2023)” (№ гос. регистрации 0234-2021-0006).